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Manyara
Céline Baudouin
To cite this version:
Céline Baudouin. Volcanisme alcalin associé à l’initiation de la rupture continentale : Rift Est Africain, Tanzanie, bassin de Manyara. Sciences de la Terre. Université Montpellier, 2016. Français. �NNT : 2016MONTT114�. �tel-01563231v2�
Délivré par Université de Montpellier
Préparée au sein de l’école doctorale Gaïa
Et de l’unité de recherche Géosciences Montpellier
Spécialité : Géosciences
Présentée par Céline BAUDOUIN
Soutenue le 25 novembre 2016 devant le jury composé de
Jacques DEVERCHERE, PR, UBO, Brest
Tahar HAMMOUDA, MCF, LMV, Clermont-Ferrand
Examinateur Rapporteur
Dmitri IONOV, PR, GM, Montpellier Examinateur
Nicole METRICH, DR, IPGP, Paris Rapporteur
Fleurice PARAT, MCF, GM, Montpellier Directrice
Christel TIBERI, CR, GM, Montpellier Co-directrice
Volcanisme alcalin à l’initiation de
la rupture continentale
ÉCOLE DOCTORALE GAÏA THÈSE présentée par
Céline BAUDOUIN
le 25 novembre 2016 en vue de l’obtention duDoctorat de l’Université de Montpellier
Spécialité : Physique et Chimie de la Terre
Volcanisme alcalin à l
ಬinitiation de la rupture continentale
Rift Est Africain
,
Nord Tanzanie, bassin de Manyara
Volcan Hanang
JURY
DEVERCHERE Jacques Professeur (Univ.de Bretagne occidentale, Domaines océaniques) Examinateur HAMMOUDA Tahar Maitre de conférences (Laboratoire Magmas et Volcans) Rapporteur
IONOV Dmitri Professeur (Géosciences Montpellier) Examinateur
METRICH Nicole Directrice de recherche (IPGP, Institut de physique du globe de Paris) Rapporteur PARAT Fleurice Maitre de conférences (Géosciences Montpellier) Directrice TIBERI Christel Chargée de recherche (Géosciences Montpellier) Co-directrice
i
Remerciements
Je remercie les membres de mon jury, Tahar Hammouda, Nicole Métrich, Dmitri Ionov et Jacques Déverchère pour avoir accepté d’évaluer mon travail.
Je tiens en particulier à dire un grand merci à Fleurice. Merci de m’avoir proposé ce sujet et de m’avoir fait confiance tout au long de ces années. Merci de m’avoir initiée aux inclusions carbonatées et aux apatites, ce n’était pas de tout repos ! Merci pour ces nombreuses discussions fructueuses et ces samedi matins en conditions oxydantes… Le thé tanzanien sans thé me restera toujours en mémoire !
Merci à Christel pour les bons moments que nous avons passés sur le terrain, et pour m’avoir fait découvrir les « aléas » de la sismologie pendant les missions de terrain. Et pour compléter l’équipe des « Tanzanian girls », je tiens à remercier Sophie et Stéphanie pour leur gentillesse et leur grain de folie. Ce travail n’aurait pu exister sans l’aide de très nombreuses personnes en Tanzanie. Je tiens à exprimer ma gratitude aux personnes impliquées dans ce projet à l’université de Dar es Salaam et au Nelson Mandela institute (Arusha). Je tiens à remercier plus particulièrement Majura Songo et Fredrik Mangasini pour l’aide qu’ils m’ont offerte lors de mes 2 missions de terrain.
Ce projet n’aurait pas été possible sans le laboratoire Géosciences et l’équipe Manteau Interfaces qui m’ont accueillis. Merci aux membres de l’équipe, et plus particulièrement, à Sylvie et Olivier pour leur expertise respective. Le travail que j’ai effectué pendant ma thèse n’aurait été possible sans les compétences de nombreuses personnes d’ici et d’ailleurs : Christophe Nevado, Doriane Delmas, Bernard Boyer, Olivier Brugier, Chantal Douchet, Thierry Michel, Moulay Tahar Sougrati. Je remercie Manuel Munoz pour son aide précieuse au synchrotron.
Merci à Carole pour son soutien et pour avoir essayé de m’initier à l’ironie, travail de longue haleine, « lui on ne comprend ni c’qui dit, ni c’qui fait... C’est rare! ». Merci à Julie pour sa bonne humeur et ses fameuses tartes. Merci les filles pour les fous rires dans le bureau et les bons moments passés aux soirées ‘mojitos-guacamole’. Merci aussi pour vos relectures et vos conseils « et pis il y a toujours une proportion de secoués dans tous les métiers de toute façon ». Je tiens à remercier mes collègues de couloir pour avoir su conserver cette bonne ambiance au fil des années, merci donc à Cristiane, Camille, Carlotta, Sofia, Julien, et Hicham. Merci également à tous les autres thésards de GM et d’ailleurs.
Merci à mes profs de SVT du lycée du Vigan qui m’ont donné envie de faire de la géologie, il y a presque 10 ans maintenant. Je tiens également à remercier Jean-Marie Dautria alias Dodo qui a su me faire apprécier la pétrologie magmatique.
Enfin, je souhaite dire un grand merci à ma famille, ma mère, mon père, Quentin, Yannick et les autres pour avoir toujours été présents, pour m’avoir encouragée et soutenue. Merci pour les week-ends détente et les bons repas.
iii
Volcanisme alcalin à l’initiation de la rupture continentale
Exemple du Rift Est Africain : Nord Tanzanie, bassin de Manyara
Céline BAUDOUIN*
Le rift Est africain (REA) est une frontière de plaque en extension qui présente plusieurs stades d’extension, de l’initiation du rift dans la lithosphère cratonique (Tanzanie) jusqu’à l’accrétion océanique en Afar. Au nord de la Tanzanie, le magmatisme et des processus tectoniques sont impliquées dans la rupture continentale. Cette étude est centrée sur le bassin de Manyara dans la partie méridionale de branche Est du REA. Le volcanisme hyperalcalin récent (< 1,5 Ma) associé à un essaim sismique dans la croûte inférieure (20 – 40 km), caractérise la zone de l’initiation de la rupture continentale.
Les néphélinites à mélilite (Labait et Kwaraha) sont des laves primaires composées d’olivines et de clinopyroxènes (cpx). La modélisation géochimique des éléments en trace suggère que ces magmas primaires résultent d'un degré de fusion partielle ≤ 1 % à partir d'une péridotite à grenat et phlogopite. Ces magmas proviennent d’une profondeur > 120 km. Les minéraux ont cristallisés à 1250°C et 1000 MPa à partir d’un magma pauvre en eau (0,1 et 0,5 pds % H2O). La calciocarbonatite et les néphélinites différenciées sont issues des néphélinites
à mélilite par cristallisation fractionnée et processus d’immiscibilité. Les néphélinites du Hanang sont riches en éléments alcalins (9,5 – 12,1 pds % Na2O+K2O) et en silice (44,2 – 46,7 pds%
SiO2) et sont composés de cpx, grenat, néphéline, titanite et apatite. La zonation complexe dans
les cpx (par exemple, changement brusque de Mg#, Nb/Ta, et H2O) implique une différenciation
magmatique en système ouvert avec immiscibilité de liquide carbonaté et silicaté ainsi qu’un remplissage de la chambre magmatique avec des liquides primaires. La faible teneur en eau des cpx (3 – 25 ppm H2O) indique la présence d’un magma pauvre en eau (0,3 pds % H2O) lors de la
cristallisation des cpx à des conditions crustales (340 – 640 MPa et 1050 – 1100 °C). L’étude des inclusions vitreuses dans les néphélines de Hanang permet de contraindre l'évolution magmatique tardive des néphélinites et le comportement des éléments volatils (CO2, H2O, S, F, Cl) lors du
stockage et de la remontée du magma. Les inclusions vitreuses sont composées d’un verre trachytique, d’une phase carbonatée et d’une bulle de rétraction. Le verre trachytique contient du CO2 (0,43 pds % CO2, analyses SIMS), du soufre (0,21 à 0,92 pds% S), du chlore (0,28 –
0,84 pds % Cl) et très peu d’H2O (< 0,1 pds % H2O, analyses Raman). Le processus
d’immiscibilité conduisant à la formation du carbonate se produit dans un système fermé pendant l'ascension rapide du magma à ~500 MPa. La phase carbonatée est un carbonate anhydre et riche en Ca-Na-K-S (33 pds % CaO, 20 pds % Na2O, 3 pds % K2O, et 3 pds % S). Le liquide
pré-immiscible a une composition phonolitique avec 6 ± 1,5 pds % CO2 à une pression de 700 MPa.
Une étude préliminaire des inclusions par spectroscopie XANES et des roches par spectroscopie Mössbauer a permis de déterminer que les laves de Manyara se sont formées à conditions oxydantes (~ ∆FMQ +1,5). Le volcanisme alcalin à l’initiation de la rupture continentale est caractérisé par des magmas riches en CO2 et pauvres en H2O issus d’une source profonde 120 km
à partir de faible taux de fusion.
L’association des données géochimiques, géophysiques et tectoniques a permis de mettre en évidence des interactions entre le magmatisme, les structures héritées et la sismicité au nord de la Tanzanie. Dans le bassin de Manyara, la présence de magmas alcalins riches en CO2 associée à
de faibles volumes de lave en surface suggèreraient que le piégeage et la percolation de ces magmas en profondeur serait un déclencheur potentiel d’un essaim sismique profond.
Mots clefs : rift, néphélinite, carbonatite, éléments volatils, inclusions vitreuses, fusion partielle, immiscibilité, conditions redox
iv
Alkaline volcanism associated with early stage of rifting
East African Rift: North Tanzania, Manyara Basin
Céline BAUDOUIN*
East African Rift (EAR) exposes different stages of extension, from early stage rifting in cratonic lithosphere (Tanzania) to oceanic accretion in Afar (Ethiopia). In north Tanzania, both magmatic and tectonic processes are involved in lithospheric break-up. This study focuses on Manyara basin in the southernmost rift system of the east branch of EAR. The recent hyperalkaline volcanism (< 1.5 Ma) is associated here with seismic swarm in the lower crust (20 – 40 km) and represents the earliest stage of rifting.
Melilite nephelinites (Labait and Kwaraha) are primary lavas mainly composed of olivine and clinopyroxene (cpx). Geochemical modelling from trace elements suggests that these primary magmas result from a low degree of partial melting < 1 % from a CO2-garnet-phlogopite-bearing
peridotite. These magmas have an asthenospheric mantle source and partial melting occurred at depth > 120 km. The minerals crystallized at 1250°C and 1000 MPa (30 km) from magma with a low H2O content (0.1 and 0.5 wt% H2O). The calciocarbonatite and evolved nephelinites derived
from melilite nephelinites by fractional crystallization and immiscibility processes. Hanang nephelinites are silica- and alkaline-rich lavas (44.2 – 46.7 wt % SiO2, 9.5 –12.1 wt %
Na2O+K2O, respectively) composed by cpx, Ti-garnet, nepheline, apatite and titanite. Complex
zonation of cpx (e.g. abrupt change of Mg#, Nb/Ta, and H2O) and trace element patterns of
nephelinites record magmatic differentiation involving open system with carbonate-rich silicate immiscibility and melilitite melt replenishment. The low H2O content of cpx (3 –
25 ppm wt. H2O) indicates that at least 0.3 wt % H2O was present at depth during carbonate-rich
nephelinite crystallization at 340 – 640 MPa and 1050 – 1100 °C. Hosted-nepheline melt inclusions record the late magmatic evolution of nephelinites during magma storage and ascent. Melt inclusions are composed of silicate trachytic glass, carbonate phase and shrinkage bubble resulting from immiscibility during ascent. Trachytic glass contains high content in CO2
(0.43 wt %, SIMS analyses), sulfur (0.21 – 0.92 wt % S), chlorine (0.28 –0.84 wt % Cl) and H2O
low content (< 0.1 wt %, Raman analyses). Immiscibility process leading to the formation of carbonate occurs in a closed system during rapid magma ascent at ~500 MPa. The carbonate phase is a Ca-Na-K-S-rich and anhydrous carbonate (33 wt % CaO, 20 wt % Na2O, 3 wt % K2O,
and 3 wt % S). The pre-immiscible liquid has a phonolitic composition with 6 ± 1.5 wt % CO2 at
700 MPa. Study of iron (Fe3+/Fe2+) and sulfur (S6+/S2-) speciation in melt inclusions, minerals
(XANES spectroscopy) and whole rocks (Mössbauer spectroscopy) indicates that nephelinite from Manyara Basin evolved at oxidized conditions (~ ΔFMQ +1.5). Alkaline volcanism associated with early stage of rifting is characterized by CO2-rich and H2O-poor magmas from at
least 120 km below the rift escarpment resulting from low degree of partial melting. Association of geochemical, geophysical and tectonic results allows to highlight interplays between magmatism, inherited tectonic structures and seismicity in northern Tanzania. In Manyara basin, the presence of CO2-rich magmas and small amount of volcanic rocks may indicate that the
storage and percolation of these magmas at depth is a potential trigger for deep seismic swarms. Key words: rift, nephelinite, carbonatite, volatile elements, melt inclusions, partial
melting, immiscibility, oxidation state
v
Table des Matières
Chapitre I : Introduction 13
I.I Magmas intracontinentaux et rift 14
I.1 Modèles de rift, rôle du magmatisme 14
I.2 Genèse des magmas alcalins 15
I.3 Genèse des carbonatites 17
I.II Eléments volatils et conditions redox 20
II.1 Eléments volatils dans les magmas 20
II.2 Magmas, éléments volatils et propriétés physiques 24
II.3 Conditions redox 26
I.III Cadre géologique de l’étude 28
III.1 Rift Est Africain 28
III.2 Divergence nord tanzanienne 30
III.3 Zone d’étude : bassin de Manyara-Balangida 32
I.IV Problématique 33
Chapitre II : Échantillonnage et méthodes analytiques 37
II.I Echantillonnage 38
I.1 Volcans de l’axe nord-sud 39
I.2 Volcans de l’axe est-ouest 46
II.II Analyses des roches totales 47
II.1 Spectroscopie de masse couplée à un plasma inductif (ICP-MS) 47
II.2 XRF et analyseur élémentaire 48
II.III Analyses des minéraux 48
III.1 Microsonde électronique (EPMA) 48
III.2 ICP-MS par ablation laser 49
III.3 Spectroscopie infrarouge à transformée de Fourrier (IRTF) 49
III.4 Titrage de Karl Fischer 50
II.IV Analyses des inclusions vitreuses 50
IV.1 Eléments majeurs et en trace 50
IV.2 Spectroscopie raman 51
IV.3 Spectroscopie de masse à ionisation secondaire (SIMS) 51
II.V Etat d’oxydation 52
V.1 XANES – Spectroscopie de structure près du front d’absorption de rayons X 52
vi
Chapitre III : Les néphélinites magnésiennes du bassin de Manyara
et leur source mantellique 56
Petrogenesis of melilite nephelinites in early-stage rifting, North Tanzania (Baudouin et al., in prep) III.I Introduction 58
III.II Geological background 58
III.III Analytical method 60
III.IV Results 62
III.V Discussion 75
V.1 Origin of nephelinites 75
V.2 Crystallisation environment and volatile concentrations 77
V.3 Alkaline rocks from early stage rifting of East African Rift 80
Supplementary data 81
Conclusion 84
Chapitre IV : Néphélinites au premier stade de la rupture continentale :
le volcan Hanang 86
IV.A Nephelinites lavas at early stage of rift initiation (Hanang volcano, North Tanzanian Divergence (Baudouin et al. 2016, Contributions to Mineralogy and Petrology) IV.A.I Introduction 87
IV.A.II Analytical method 90
IV.A.III Results 91
IV.A.IV Discussion 96
IV.1 Petrogenesis of Hanang nephelinites 96
IV.2 Fractional crystallisation from melilitite 99
IV.3 Cyclicity of silicate and carbonate liquid 101
IV.4 Carbonatite-nephelinite association in North Tanzanian Divergence 102
Conclusion 107
IV.B CO2-rich silicate melt and carbonatite immiscibility in early stage rifting: melt inclusions from Hanang volcano (Baudouin et al., submitted Lithos) IV.B.I Introduction 109
IV.B.II Analytical method 110
IV.B.III Results 112
IV.B.IV Discussion 120
IV. 1 Interstitial phonolitic melt during differentiation of nephelinite magma 121
IV. 2 Immiscibility of trachytic silicate liquid and calciocarbonatite 123
vii
Supplementary material 126
Conclusion 130
Chapitre V : Conditions redox à l’initiation du rift 132
Redox of early stage rifting (Tanzania): a XANES and Mossbauer study (Baudouin et al., in prep) V.I Introduction 133
V.II Samples and analytical methods 134
V.III Iron redox and sulfur speciation 138
V.IV Oxygen fugacity calculation 145
V.V Discussion 148
V. 1 Post-entrapment modification of oxygen fugacity in nepheline-hosted MI 148
V. 2 Redox state of early stage rifting 150
Conclusions 152
Supplementary material 153
Chapitre VI : La divergence nord tanzanienne 159
VI.I Volcanisme de l’axe nord-sud 160
VI.II Volcanisme de l’axe est-ouest 162
VI.III Synthèse du volcanisme de la divergence nord tanzanienne 164
VI.IV Lien entre le volcanisme et les structures lithosphériques 166
Conclusions et perspectives 173
Références bibliographiques 177
Annexes 199
Annexe A - Minéraux riches en volatils dans les phonolites
200
A.I. Résumé de l’étude et spéciation du soufre dans les haüynes et noséanes 200
A.II. Baudouin & Parat, 2015. (American mineralogist, 100, pp 2308-2322) 204
Annexe B - Liste des échantillons et données complémentaires
219
13
Chapitre I. Introduction
L’introduction de cette thèse est constituée d’un état de l’art (I) sur la genèse des magmas alcalins et des carbonatites dans les rifts ainsi que (II) sur les éléments volatils et les conditions redox dans les magmas. Cette introduction se conclue par une présentation (III) de la zone d’étude au sein du rift Est africain et (IV) des objectifs de cette thèse.
14
I.I Magmas intracontinentaux et rift
I.I.1 Modèles de rift, rôle du magmatisme
Les rifts continentaux sont les zones de déformation en extension visibles à la surface de la Terre. On observe des rifts aux caractéristiques distinctes : étroits ou larges, magmatiques ou amagmatiques, symétriques ou asymétriques, actifs, fossiles ou avortés. La rupture continentale (rifting) est influencée par le volume de magma, la rhéologie de la croûte/manteau lithosphérique, et de l’héritage structural (Tommasi et Vauchez 2001).
Il y a 2 modèles principaux (Fig.I.1) pour la formation des rifts : le rift « passif » et le rift « actif ». Le rift passif est dû à des contraintes extensives aux limites de plaque, ayant pour conséquence une remontée de l’asthénosphère par décompression adiabatique (McKenzie 1978, Huisman et al. 2001).
Fig.I.1 Schéma des 2 modèles de rift (passif vs actif) (d’après Huisman et al. 2001)
Le rift actif est dû à l’impact d’un panache à la base de la lithosphère induisant un déséquilibre thermique (érosion de la lithosphère) et donc une compensation isostatique (McKenzie 1978). Les 2 modèles impliquent une remontée de l’asthénosphère et donc un amincissement lithosphérique. L’activité du rift peut être magmatique et/ou tectonique. La part d’accommodation de la déformation par le magmatisme et la relation directe entre l’activité volcanique et tectonique sont mal connues. De récentes études sur l’effet de l’intrusion de dyke sur la sismicité (Calais et al. 2008, Wright et al. 2006) suggèrent que l’occurrence de ce phénomène diminue la résistance de la lithosphère (augmentation de la chaleur). Les intrusions magmatiques (dykes) seraient des initiateurs potentiels de l’extension d’une lithosphère continentale (Buck 2006).
15 I.I.2 Genèse des magmas alcalins
Les laves alcalines sont essentiellement présentes dans les zones de volcanisme intraplaque : îles océaniques, volcanisme intracontinental et les rifts continentaux. Le magmatisme alcalin est lié à l’existence d’un point chaud et est interprété comme le produit de faible taux de fusion partielle à grande profondeur (Green et Ringwood 1967, Kushiro 1968). Ces laves peuvent être issues de la fusion de péridotite (Green 1973), d’une partie de croûte océanique recyclée (Hofmann 1986), de la fusion de péridotite (± pyroxénite) en présence de CO2 (Eggler et Holloway
1977, Dasgupta et al. 2007, Baasner et al. 2016) ou encore de la fusion d’un manteau métasomatisé (Halliday et al. 1995, Paslick et al. 1995).
Les différentes hypothèses sur l’origine des laves alcalines ont été contraintes par des études expérimentales. Ces études (Green et Falloon 1998, Herzberg et O’Hara 1998, Foley et al. 2009, 2012) ont permis de délimiter la température et la pression de formation des différentes laves alcalines. La fusion de péridotite (± H2O et CO2) va produire pour une
température de 1300 °C : (1) des basanites à 60 – 70 km (facies à spinelle), (2) des néphélinites à 90 km (facies à grenat) (3) des mélilitites à 100 km (4) et des kimberlites à 160 km (Fig.I.2).
Les magmas qui ont de très faible taux de fusion partielle (< 1 %) ont des concentrations en CO2 supérieures à celles en H2O (Fig.I.3). De plus récentes études ont été
réalisées afin de déterminer l’effet de l’H2O et surtout du CO2 entre 3 et 6 GPa (Dasgupta et
al. 2013, Kessel et al. 2015, Green 2015), qui peuvent diminuer de manière importante la température de fusion. La présence d’éléments volatils (H2O et CO2) dans la péridotite est
essentielle pour la formation de magmas néphélinitiques à kimberlitiques (Bultitude et Green 1971, Brey et Green 1977). Le taux de fusion est calculé à partir de modélisation de fusion partielle et des comportements des éléments. Les basaltes alcalins et les basanites ont de faible taux de fusion (< 5 %, Edgar 1987) et plus faible pour les néphélinites (2 – 4 %) et les melilitites (1 %) (Green 1970).
Fig.I.2 Température et pression de
formation des différentes laves alcalines (d’après Foley et al. 2012).
16
Fig.I.3 Concentration calculée en CO2 et H2O en fonction du degré de fusion partielle d’une
péridotite (Hirschmann 2010, Fig.2). Les courbes pleines représentent la source des MORB et les courbes en pointillés la source des OIB.
La présence de minéraux hydratés, telles que l’amphibole et la phlogopite dans le manteau source est reflétée dans les magmas primaires dans les rapports Rb/Sr et Ba/Rb (Furman et Graham 1999, LaTourette et al. 1995). La présence de phlogopite est évoquée lorsque le rapport Rb/Sr est élevé et Ba/Rb est faible. Certains rapports d’éléments en trace sont sensibles au métasomatisme carbonaté présent dans le manteau, tels Nb/Ta, Zr/Hf et Ti/Eu (Rudnick et al. 1993). Le comportement des éléments volatils durant la fusion partielle est lié à leur mode de stockage dans les roches mantelliques. L’eau est principalement stockée dans les minéraux hydratés tels que l’amphibole et la phlogopite (Green 2015) et dans les minéraux silicatés ‘anhydres’ (Demouchy et Bolfan-Casanova 2016). Le carbone peut prendre plusieurs forme dans le manteau (Hazen et al. 2013) : du carbone réduit (graphite et diamant), des phases carbonates (dolomite, magnésite) ou bien du CO2 présent dans les inclusions
fluides.
Les laves présentes en domaine intracontinental font partie de la série alcaline (des basanites aux phonolites) jusqu’à des laves très sous-saturées en silice (e.g. néphélinites, mélilitites). Les laves présentent dans le rift Est africain (base de donnée Georoc) ont des compositions différentes du Nord (Ethiopie) vers le Sud (Tanzanie). En Ethiopie, les laves évoluent des basaltes jusqu’à des rhyolites (Fig.I.4).
17
Fig.I.4 TAS des laves du rift Est africain (base de donnée GEOROC)
En comparaison, les laves au nord du Kenya sont davantage sous saturées en silice, on retrouve des basanites, trachytes et des phonolites. Enfin les laves du sud du Kenya et du Nord de la Tanzanie sont également composées de néphélinites et de phonolites hyperalcalines. Parmi les laves hyperalcalines près du craton tanzanien, les laves de la branche Ouest (Virunga) sont plus riches en potassium que celles de la branche Est (sud Kenya-Tanzanie ; Furman 2007, Foley et al. 2012). Plus le système de rupture continentale est immature, et plus les laves sont sous-saturées en silice et riche en alcalins.
I.I.3 Genèse des carbonatites
Les carbonatites (> 30 % CO2) sont divisées en plusieurs types : calciocarbonatite (e.g. Kaiserstuhl, Tamazert), ferrocarbonatite (e.g. Homa Mountain, Kenya), magnesiocarbonatite (Cap vert, Rufunsa (Zambia)) et natrocarbonatite (Oldoinyo Lengai). Les natrocarbonatites du Oldoinyo Lengai sont uniques au monde de part leur teneur exceptionnelle en Na2O et K2O (Dawson 1962). Les carbonatites sont généralement des laves riches en terres rares légères (LREE), Sr, Ba et P (review Jones et al. 2013). Les carbonatites sont localisées en domaine intracontinental, dont la moitié des occurrences sur le continent africain. Pour les carbonatites d’origine magmatique, 76 % d’entre elles sont associées à des laves silicatées (Woolley et
(pds%)
(pds%
18
Kjarsgaard 2008). Les carbonatites sont associées, par ordre d’occurrence, à des néphélinites, des phonolites, des trachytes, des mélilitites, des kimberlites et des basanites (Woolley et Kjarsgaard 2008).
Il y a 3 hypothèses pour expliquer l’origine des carbonatites : la carbonatite est (1) un liquide résiduel d’une néphélinite ou d’une mélilitite riche en CO2 (Gittins et Jago 1998),
(2) un liquide immiscible à partir d’un liquide silicaté saturé en CO2 (e.g. Freestone et
Hamilton 1980, Baker et Wyllie 1990, Brooker et Kjarsgaard 2011) (Fig.I.5), (3) un liquide primaire mantellique à partir de la fusion partielle d’une péridotite enrichie en CO2
(Gudfinnsson et Presnall 2005, Dasgupta et Hirschmann 2006) (review Jones et al. 2013) (Fig.I.6).
La cristallisation fractionnée à partir d’un liquide néphélinite ou d’une mélilitite riche en CO2 peut être à l’origine de la formation de carbonatite (Gittins et Jago 1998). La
cristallisation d’olivine a pour conséquence d’augmenter la teneur en CO2 et en alcalins du
liquide résiduel et permet la coexistence de 2 liquides (immiscibilité) (Kjarsgaard 1998). Le processus d’immiscibilité entre un liquide silicaté et carbonaté est un processus qui a été étudié à travers de nombreuses expériences (Freestone et Hamilton 1980, Baker et Wyllie 1990, Lee et Wyllie 1997, Church et Jones 1995, Brooker et Kjarsgaard 2011). Ces expériences ont été réalisées à des profondeurs allant de 0.1 à 6 GPa avec des compositions simplifiées (i.e. SiO2-Na2O-Al2O3-CaO + CO2) pour définir les conditions à lesquelles les 2
liquides coexistent (Fig.I.5). L’une des motivations de ces études expérimentales est d’expliquer la formation de complexe volcanique qui associe des lavas alcalines et des carbonatites (Le Bas 1987).
Fig.I.5 Diagramme ternaire des liquides silicatés et carbonatés. R : rhyolites, N : néphélinites, M :
mélilitites, A : andésites, B : basaltes, P : phonolites NC : natrocarbonatite, CC : calciocarbonatite. (d’après Brooker et Kjaargaard 2011)
19
Fig.I.6 Conditions de formation des carbonatites dans le manteau à partir de la fusion partielle d’une
lherzolite à CO2 (Hammouda et Keshav 2015). C : carbonatite, K : kimberlite, M : mélilitite
La fusion d’une lherzolite à des pressions > 2.5 GPa peut être à l’origine des carbonatites (i.e. Gudfinnsson et Presnall 2005, Dasgupta et Hirschmann 2006). La fusion de péridotite + CO2 a pour résultat une Mg-Ca carbonatite alors que la grande majorité des
carbonatites naturelles sont des Ca-carbonatites. Les expériences de fusion d’une éclogite + CO2 permettent de se rapprocher des Ca-carbonatites (Hammouda 2003).
Les coefficients de partage des éléments en trace lors du processus d’immiscibilité entre un liquide carbonaté et silicaté ont été déterminés dans quelques études récentes (Veksler et al. 1998, 2012, Martin et al. 2013, Fig.I.7).
Les éléments compatibles dans les liquides carbonatés sont principalement les LILE (de l’anglais « large-ion lithophile elements », e.g. Rb, Ba, Sr) ainsi que les REE pour des liquides hydratés et potassiques (Martin et al. 2013). Les éléments qui sont très incompatibles dans le liquide carbonaté sont le silicium, l’aluminium et les HFSE (de l’anglais « high field strength elements», e.g. Zr, Hf, Nb, Ta). Ta et Hf sont plus incompatibles que Nb et Zr respectivement (Veksler et al. 2012), ce qui a pour effet d’augmenter les rapports Nb/Ta et Zr/Hf dans le liquide silicaté qui coexiste avec le liquide carbonaté (Fig.I.7) (Veksler et al. 2012, Rudnick et al. 2013).
20
Fig.I.7 Coefficient de partage des éléments entre un liquide carbonaté et silicaté (Martin et al. 2013)
I.II Eléments volatils et conditions redox
I.II.1 Eléments volatils dans les magmas
Les éléments volatils (H2O, CO2, S, Cl, F) sont dissous dans les magmas. Cette section
a pour but d’introduire l’abondance, la solubilité, et le dégazage des éléments volatils dans les magmas et en particulier dans les magmas alcalins. H2O et CO2 sont les composants volatils
les plus abondants sur Terre avec des concentrations de plusieurs centaines de ppm au sein du manteau terrestre (Aubaud et al. 2005, Cartigny et al. 2008, Dasgupta et Hirschmann 2010). L’abondance des éléments volatils dans les magmas varie en fonction de la concentration initiale de la source ainsi que de solubilité de chacun de ces éléments qui diffère selon la pression, la température, la composition et les conditions redox (review dans Baker et Alletti 2012).
H2O est le composant volatil dont la solubilité a été le plus étudiée (i.e. Holloway et
Blank 1994, Behrens et al. 2001, Baker et Alletti 2012). À des pressions lithosphériques, la solubilité de l’H2O dans les magmas basaltiques peut atteindre jusqu’à 14 %, et diminue
21
Fig.I.8 Corrélation inverse de la solubilité du CO2 et H2O dans les basaltes à 1200 °C et entre 200 et
1400 bar (Dixon et Stolper 1995, Fig.1)
Le dioxyde de carbone a une solubilité plus faible que l’eau d’un ou deux ordres de grandeur pour les magmas de la série tholéitique. La solubilité en CO2 pour les mélilitites à
3 GPa est de l’ordre de 11 pds% (Mysen et al. 1976, Brey et Green 1976, Brooker et al. 2001). Des expériences avec des mixtures CO2-H2O ont été menées, les magmas avec de forte
concentration en H2O ont une faible solubilité en CO2 (Dixon et Stolper 1995, Papale 1997,
Fig.1.8). Seules quelques études ont été réalisées pour définir la solubilité de H2O et CO2 des
magmas hyperalcalins à des pressions crustales (e.g. Morizet et al. 2014, Moussallam et al. 2015, 2016; Shishkina et al. 2014).
La solubilité du soufre est d’environ 0,25 pds % pour des magmas basaltiques (200 MPa et ∆QFM (quartz, fayalite, magnétite), Moune et al. 2009). La solubilité du soufre est dépendante de la composition (e.g. FeO) et de la fugacité en oxygène (Scaillet et McDonald 2006, Jugo 2009, Jugo et al. 2010), et donc de sa spéciation (S6+/S2-). La solubilité
du soufre dans les magmas d’arc est de 1 pds % à ∆QFM+1 à ∆QFM+3 (Wallace et Edmonds 2011, Fig.I.9).
22
Fig.I.9 Solubilité du soufre dans les MORB, OIB et les laves d’arc (d’après Jugo et al. 2010)
La solubilité du chlore dans les magmas est élevée dans les liquides basaltiques (2,5 pds %, Webster et al. 1999) et andésitiques (2,1 – 2,8 pds %, Webster et al. 1999, Botcharnikov et al. 2007). La solubilité du Cl diminue drastiquement lorsque les magmas contiennent 5 – 6 % H2O (Webster et al. 1999). La solubilité des magmas granitiques
(0,3 pds %) et phonolitiques (0,94 pds %) a également été déterminée (Signorelli et Carroll 2000, Webster et al. 2014). La solubilité du fluor pour des magmas granitiques est de 2 pds % (Webster et Holloway 1990) et de 0,7 pds % pour les magmas phonolitiques (Webster et al. 2014).
La solubilité des éléments volatils pour les systèmes alcalins a été étudiée pour les phonotéphrites (Behrens et al. 2009, Vetere et al. 2014), les phonolites (Caroll et Blank 1997, Brooker et al. 2001), ainsi que les laves pauvres en silice (kimberlite, melilitite ; Moussallam et al. 2015 et néphélinite; Shishkina et al. 2014). La composition chimique et donc le nombre d’oxygène non-pontant à un tétraèdre (NBO/T de l’anglais « non-bridging oxygens per tetrahedral ») a un effet important sur la solubilité, notamment pour celle du CO2 (Brooker et
al. 2001, Morizet et al. 2014). Les éléments chimiques qui influent sur la solubilité du CO2
sont les alcalins (Morizet et al. 2015, Shishkina et al. 2014) et la proportion CaO/MgO (Brooker et al. 2001).
La concentration des éléments volatils dans les échantillons naturels est estimée à partir de l’étude des inclusions vitreuses. Les inclusions vitreuses sont des liquides silicatés piégés par les minéraux lors de leur croissance. Ces inclusions permettent de reconstituer l’évolution du magma et ses teneurs en éléments volatils (Métrich et al. 2004). La formation des inclusions vitreuses est directement liée aux mécanismes de croissance cristalline (Faure et Schiano, 2005), et favorisée par la présence d’irrégularités à la surface du minéral. Les inclusions et leur minéral-hôte ont alors une relation co-génétique. Les inclusions vitreuses piégées à haute température et haute pression sont conservées sous forme de verre et les échanges avec le minéral hôte sont faibles si le taux de refroidissement est rapide (Schiano 2003, Métrich et Wallace 2008). La composition des inclusions peut cependant être affectée par la diffusion des éléments volatils dissous vers une bulle formée par contraction de
23
l’inclusion (bulle de rétraction) durant la décompression (Anderson et Brown 1993). Les inclusions préservées à l’état vitreux et peu affectées par les processus postérieurs (cristallisation de minéraux fils) à leur piégeage permettent de connaitre la composition du magma et de sa teneur en composants volatils (H2O, CO2, S, Cl, et F). Lors de la
décompression (remontée du magma), une partie de l’inclusion peut former un globule immiscible (i.e. liquide riche en soufre, liquide carbonaté). Les concentrations en éléments volatils peuvent être modifiées après le piégeage, notamment par la diffusion de ces éléments vers le minéral hôte (Bucholz et al. 2013).
Les inclusions vitreuses, qui sont sans aucun doute des outils très puissants pour contraindre les conditions éruptives sont néanmoins rares, et donc leur faible abondance implique que tous les systèmes volcaniques ne peuvent pas être caractérisés. Les éléments volatils (F, S, Cl) peuvent également être étudiés à travers les minéraux accessoires (apatite, sodalite) afin de contraindre leurs rôles lors de la genèse et la différenciation des magmas ainsi que leurs conditions éruptives (e.g. Baudouin et Parat 2015, Annexe A).
Les concentrations des magmas en éléments volatils varient selon le contexte géodynamique et le type de source. En effet, les magmas des rides océaniques, les MORB, (source : manteau appauvri) ont des concentrations plus faibles en éléments volatils que les magmas d’arc (source : coin du manteau, enrichi en H2O) (review dans Métrich et Wallace
2008, Oppenheimer 2003, table 1). Les magmas intraplaques, les OIB, (i.e. Hawaï) ont des concentrations en éléments volatils intermédiaires entre les MORB et magmas d’arc (Dixon et al. 1995, review dans Oppenheimer 2003).
Table 1 : Eléments volatils dans les MORB, OIB et les laves d’arc
Plus spécifiquement, le volcanisme ‘carbonatitique’ (i.e. Oldoinyo Lengai, Kaiserstuhl), riche en carbone, est présent en domaine intraplaque continental. Des études sur les inclusions vitreuses ont été réalisées dans le but de contraindre les concentrations en éléments volatils des magmas présents en domaine intracontinental, et plus particulièrement au niveau du rift est africain (e.g. Hudgins et al. 2015, Guzmics et al. 2012) (Table 2).
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Table 2 : Eléments volatils dans les laves du rift Est Africain
Les magmas du rift est africain contiennent sensiblement plus d’éléments volatils que les magmas de type OIB : 0,1 – 8,4 pds % H2O, 0,2 – 8,7 pds % CO2, 0,1 – 1,2 pds% S, 0,1 – 0,7 pds % Cl et 0,1 – 2,2 pds % F (Table 2).
Les éléments volatils ont des comportements différents lors de la remontée du magma et du dégazage (review dans Oppenheimer 2003). Le dégazage volcanique se produit par l’exsolution des éléments volatils et la formation de bulles de gaz. Les différences de solubilité des éléments volatils, dépendant de la pression, entrainent des exsolutions qui ne produisent pas en même temps (Holloway et Blank 1994). Le CO2 est le premier volatil a former des bulles en profondeur, y compris à des profondeurs mantelliques (Giggenbach 1996). L’H2O va s’exsolver après le CO2. Les éléments volatils les plus affectés par le dégazage sont: C, H, S, et dans une moindre mesure le Cl, et le F (Oppenheimer 2003). Certains rapports de concentrations en éléments volatils comme Cl/S permettent de retracer l’histoire du dégazage (e.g. Spilliaert et al. 2006).
I.II.2 Magmas, éléments volatils et propriétés physiques
Les propriétés physiques des magmas dépendent de plusieurs paramètres : composition chimique, température, masse volumique et teneur en éléments volatils. Les éléments volatils ont un effet non négligeable sur les propriétés physiques des liquides et des processus éruptifs.
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La viscosité peut varier de plusieurs ordres de grandeur selon le type de magma. La viscosité d’un magma (Table 3) peut dépendre de plusieurs paramètres comme la composition chimique (Neuville et Richet 1991 ; Giordano et al. 2006), la teneur en H2O (Whittington et al
2000) et en CO2, la température (Levesque 1999) ainsi que la proportion en gaz et en cristaux.
La viscosité de magma riche en CO2 (i.e. carbonatite) est très faible (10-3 Pa.s).
La présence d’une fraction liquide dans le manteau augmente considérablement la conductivité électrique dans le milieu notamment si les magmas contiennent de l’H2O et/ou
du CO2 (Sifré et al. 2014) (Fig.I.10). Des mesures de magnétotelluriques permettent de
mesurer la conductivité électrique dans la lithosphère et la présence de fluide peut expliquer des fortes valeurs de conductivité (Gaillard 2004, Pommier et Le-Trong 2011).
Fig.I.10 Conductivité électrique dans l’olivine, des basaltes hydratés et carbonatés (Sifre et al. 2014).
La méthode gravimétrique met en évidence les anomalies de densité (anomalie de Bouguer en mGals). Il est important de noter que des magmas alcalins qui percolent dans la croûte auront une densité équivalente à la roche encaissante. Alors que les carbonatites qui ont une densité faible (d = 2,2) correspondraient à une anomalie négative dans la croûte (d = 2,8). La présence de fluide va augmenter le rapport des vitesses des ondes P (km/s) et S (Vp/Vs). La présence de fluide a été suggérée par l’interprétation de tomographie sismique (Shelly et al. 2006). La tomographie locale permet d’imager la lithosphère avec une bonne résolution et de pouvoir interpréter des anomalies kilométriques liées à une anomalie thermique, à une différence de composition ou à la présence de fluide.
La présence de fluide va avoir une influence conjointe sur la conductivité électrique et le rapport de vitesse sismique Vp/Vs. La thèse de Matthieu Plasman (AnR CoLiBrEA, Université de Bretagne occidentale) a pour but d’approfondir les problèmes d’inversion
26
conjointe entre plusieurs méthodes géophysiques (magnétotelluriques, sismologiques, gravimétriques) (chapitre VI) appliquées au nord de la Tanzanie.
I.II.3 Conditions redox
Les conditions redox sont l’un des paramètres qui peut limiter la stabilité d’un minéral. Par exemple, la fayalite ( ଶଶାSiO4) se déstabilise en magnétite (Fe2+
ଶ
ଷାO4) et quartz (SiO2) lorsque les conditions deviennent plus oxydantes. Le domaine de stabilité d’une phase ou d’un assemblage minéralogique est limité par une courbe tampon (i.e. réaction ∆QFM) dans un diagramme T-fO2 pour une pression constante. Pour comparer les conditions redox des roches, elles sont généralement exprimées en fonction ∆log fO2 c’est à dire ∆QFM ou de NNO (Ni-NiO), qui sont des valeurs proches des roches terrestres.
La prédominance d’un état d’oxydation du fer (Fe3+ ou Fe2+) ou du soufre (S6+ ou S2-) reflète les conditions redox (liée à la fugacité en oxygène) au moment de la formation de la roche (Fig.I.11) (Carmichael 1991, Carmichael et Ghiorso 1990, Carroll et Rutherford 1988).
Les conditions de fO2 des magmas basaltiques peuvent être déterminées par plusieurs méthodes. Sack et al. (1980) et Kress et Carmichael (1991) ont déterminés une équation empirique (ln XFe2O3/XFeO = a×ln fO2 + b/T + c + ∑dixi) qui permet de calculer les fractions de
Fe3+ et Fe2+ à partir de la composition du verre basaltique, de la fO2 et de la température. Ghiorso et Sack (1991) ont défini un calcul de thermodynamique permettant de déterminer la fO2 d’un magma où coexistent 2 oxydes de Ti-Fe (i.e. ilménite et magnétite).
Fig.I.11 Relation entre la fugacité en oxygène et (a) l’état d’oxydation du fer défini par Kress &
Carmichael (1991) et (b) la spéciation du soufre (Jugo et al. 2010)
Pour définir le ratio Fe3+/Fetot d’une roche la spectroscopie Mössbauer (Mysen et al. 1985) est la méthode la plus courante. La spectroscopie Mössbauer est basée sur l’absorption de rayons gamma par les noyaux atomiques (Fe) avec des spectres d’absorptions distincts pour le Fe3+ et le Fe2+.
(a)
27
On peut également utiliser la spectroscopie XANES (de l’anglais, « X-ray Absorption Near Edge Structure ») pour déterminer l’état redox du fer dans les roches. La méthode XANES est in situ avec une résolution à 1 µm. Elle peut être employée sur des verres (e.g. Cottrell et al. 2009) ou sur des minéraux (Wilke et al. 2001). La méthode XANES permet d’analyser des matériaux pauvres en Fe ou S (1 pds %), avec des temps d’analyses faibles (< 1 h), alors qu’il faut 1 semaine avec la méthode Mössbauer (McCammon et al. 1998, Cottrell et al. 2009).
Les calibrations disponibles sont applicables pour les MORB (e.g. Cottrell et al. 2009, 2011, Wilke et al. 2005, Knipping et al. 2015), les rhyolites (Cottrell et al. 2009 ; Métrich et al. 2006), les andésites (Grocke et al. 2016), les téphriphonolites (Moussallam et al. 2014) et les phonolites (Giuli et al. 2011).
Les 2 méthodes les plus utilisées pour définir la spéciation de soufre (S6+/ΣS) sont
l’analyse des spectres : (1) d’émission des rayons-X (microsonde électronique, spectre WDS) (Carroll et Rutherford 1988) et (2) d’absorption des rayons-X (XANES). Avec l’utilisation de standards appropriés, la méthode XANES est la plus précise (Paris et al. 2001, Jugo et al. 2010, Wilke et al. 2011). La méthode WDS a tendance à surestimer le S6+ (Jugo et al. 2010).
Différentes gammes de fO2 ont été définies pour les magmas et les roches du manteau
(Jugo et al. 2010, Carroll et Rutherford 1988, Balhaus 1993, Parkinson et Arculus 1999, Carmichael 1991). Les laves dans les conditions les plus réduites sont les MORB (∆QFM-1 à ∆QFM+1) et les plus d’oxydantes sont les laves d’arc (ΔQFM+1 à ΔQFM+3). Les basaltes des iles océaniques ont des conditions intermédiaires (ΔQFM à ∆QFM+2). Les roches mantelliques du coin du manteau (zone de subduction) ont des conditions légèrement oxydantes (proche ΔQFM+1) (Frost et McCammon 2008). Les laves naturelles formées dans les conditions les plus oxydantes (∆QFM+3 à ΔQFM+5) sont les lamprophyres.
En associant l’état d’oxydation du fer et du soufre, on peut établir de façon plus précise les conditions d’oxydation des verres (Fig.I.12). Les laves du rift est africain se forment dans des conditions oxydantes (Table 4).
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Fig.I.12 Rapports S6+/Stot et Fe3+/Fetot en fonction de la fugacité en oxygène (exprimé en fonction de QFM)
Table 4 : Conditions redox les laves du rift Est Africain
I.III Cadre géologique de l’étude
I.III.1 Rift Est-Africain
Le rift est-africain (REA) est une frontière de plaque en extension. Ce rift présente plusieurs stades d’extension, de l’initiation du rift en Tanzanie jusqu’à l’accrétion océanique en Afar. Le REA sépare 2 plaques tectoniques majeures : la plaque Nubie à l’ouest et la plaque Somalie à l’est (Fig.I.13). Le taux d’extension varie entre 6,5 mm/an dans la dépression de l’Afar jusqu’à 1,5 mm/an dans le golfe du Mozambique (Stamps et al. 2008). L’origine du rifting et du volcanisme dans le REA est toujours débattue. Les différents modèles suggèrent la présence d’un ou deux points chauds lié(s) au superpanache sous l’Afrique du Sud (Ebinger et Sleep 1998, Nyblade et al. 2000, Pik et al. 2006). Il y a une anomalie négative importante de la vitesse des ondes P à l’aplomb de la DNT (Fig.I.14).
29
Le volcanisme le plus ancien (40 – 45 Ma) se situe dans le rift éthiopien central, suivit d’un volcanisme massif qui s’est produit en Afar à 30 Ma associé à la mise en place de failles normales (29 Ma, review dans Chorowicz 2005). Le REA est constitué de 2 parties qui sont localisées dans la ceinture orogénique protozoïque et autour du craton tanzanien (> 2,5 Ga). La branche E (Est) s’étend de la Tanzanie jusqu’au nord du Kenya et la branche O (Ouest) se localise du Congo jusqu’au golfe du Mozambique. Dans la branche E, le volcanisme a commencé il y a 30 Ma dans le nord du Kenya, 15 Ma dans la partie centrale du Kenya et 8 Ma pour le nord de la Tanzanie (Mana et al. 2015). Dans la branche O, les laves ont été datées autour du lac Kivu à 12 Ma et du lac Rukwa à 8 Ma. De plus, les séismes M > 4 sont très fréquents dans les 2 branches du rift.
La proximité ou non d’un panache explique les différences entre les branches O et E du rift africain (amagmatique et magmatique, respectivement) (Koptev et al. 2015). Le volume important de magma dans le REA (branche E) est propice à des évènements de ‘dyking’ présents dans les rifts magmatiques (Calais et al. 2008, Wright et al. 2006).
Fig.I.13 Carte structurale simplifiée du rift est-africain (REA) (Albaric 2009). La sismicité (M > 4) est
30
craton
Ouest
Est (DNT)
panache
pointillés orange. L’extrémité sud de la branche E du REA correspond à la divergence nord- tanzanienne (DNT) (carré rouge). Ki., Mo., Ub., et Us., sont respectivement les ceintures (C.) protérozoïques Kibaran, Mozambique, Ubendian et Usagaran, accrétées aux marges du craton archéen tanzanien (délimité par des pointillés verts)
Fig.I.14 Coupe jusqu’à 1200 km représentant les anomalies de vitesse des ondes P au niveau des
branches Est et Ouest du REA (Adams et al. 2012).
I.III.2 Divergence nord tanzanienne
Dans la branche E, les principales structures tectoniques et volcaniques changent drastiquement entre le Kenya et le nord de la Tanzanie. Au Kenya, la vallée axiale du rift (rift de Gregory) est étroite (50 km) alors qu’au nord de la Tanzanie le rift s’étend sur plus de 200 km pour former la divergence nord-tanzanienne (DNT). Au sud de la DNT, le rift se divise en 3 parties : Eyasi, Balangida, et Pangani. Les bassins Eyasi et Manyara-Balangida sont des demi-grabens de 200 – 300 km de long pour 50 – 100 km de large et d’une profondeur inférieure à 3 km. Ces deux systèmes de failles normales sont séparés par les blocs basculés du plateau Mbulu (Fig.I.15). La phase principale de l’activité volcanique de la DNT s’est produite entre 2,5 et 1 Ma (Le Gall et al. 2008, Mana et al. 2015) et le paroxysme de l’activité tectonique s’est produit avant 1,2 Ma (Foster et al. 1997). La DNT a une activité sismique intense avec quelques séismes de magnitude élevé pour un rift (i.e. 1964 : M = 6,3 ; 2007 : M = 5,9).
La DNT est constituée de 2 axes : l’axe nord-sud et l’axe est-ouest.
L’axe E-O a de nombreux complexes volcaniques tels que le Ngorongoro, l’Essimingor, le Mt Meru et le Kilimandjaro. Le Ngorongoro et le Kilimandjaro sont composés de basanite, de trachybasalte et de trachyte (Dawson 2008, Nonnotte 2007), alors que l’Essimingor est constitué de nephelinite et de phonolite (Mana et al. 2012).
31
L’axe N-S est constitué de 2 bassins : le bassin de Natron au nord et le bassin de Manyara-Balangida au sud. Le bassin Natron est caractérisé par la présence de volcans carbonatitiques (Oldoinyo Lengai et Kerimasi) (Fig.I.15). L’Oldoinyo Lengai est le seul volcan actif de la DNT, le Kerimasi était actif entre 0,6 - 0,32 Ma (Mana et al. 2015). Les volcans dans l’axe N-S ont des laves d’avantages sous saturées en silice (i.e. néphélinite) que les volcans dans l’axe E-O. Les principales structures tectoniques et volcaniques sont détaillées dans la section suivante (I.III.3 zone d’étude).
Fig.1.15 Schéma structural du rift sud-Kenyan et de la divergence nord-tanzanienne (Nonnotte 2007).
B. Burko, Bas. Basotu, Em. Empakai, Es. Essimingor, G. Gelai, H. Hanang, K. Kerimasi, Ke. Ketumbeine, Ki. Kibo, Kw. Kwaraha, L. Lemagrut, M. Monduli, Ma. Mawenzi, Me. Meru, Ng. Ngorongoro, OL. Oldoinyo Lengai, OS. OlDonyo Sambu, S. Shira, Sh. Shombole, T. Tarosero.
La sismicité de la DNT se concentre en 2 essaims dans l’axe N-S du rift (Fig.I.15, Fig.I.16). Le premier essaim se situe au sud du Lac Natron, proche des volcans Oldoinyo Lengai et Gelai. La sismicité de cet essaim est liée à l’activité volcanique des volcans Oldoinyo Lengai et Gelai, et donc à la propagation des dykes en profondeur (Calais et al. 2008). Une récente étude (Lee et al. 2016) menée dans le bassin Magadi-Natron (sud-Kenya) a permis de montrer la coexistence d’une sismicité profonde (15 – 30 km) et l’émission importante de CO2.
Le deuxième essaim (Fig.I.15, Fig.I.16) se situe au sud du lac Manyara, et est particulier de par l’occurrence de séismes dans la croûte inférieure (20 – 34 km, Nyblade et
32
Langston 1995). L’origine de cette sismicité pourrait être liée à la circulation de fluide en profondeur (Albaric et al. 2010, 2014). L’étude de cette sismicité est l’un des objectifs de l’AnR Colibrea (études géophysiques). La zone d’étude de cette thèse se situe dans le bassin
de Manyara-Balangida.
Fig.1.16 Coupe Nord-Sud de la croute de la DNT représentant les anomalies de vitesse des ondes P et
la localisation des 2 essaims sismiques (violet= Natron, vert=Manyara) (Albaric et al. 2014).
I.III.3 Zone d’étude : bassin de Manyara-Balangida
Le bassin de Manyara-Balangida est la zone la plus au sud de la branche E du REA et correspond à la zone d’initiation du rift continental. Le bassin de Manyara-Balangida est délimité par des failles normales du plateau Mbulu et du bloc Masai composés de roches précambriennes cratoniques (Le Gall et al. 2008). Les failles de Manyara (N20°E) et de Balangida (N50°E) forment l’escarpement du rift. Le bassin de Manyara est faiblement magmatique, seuls quelques volcans sont présents à la surface tels que le Hanang, le Labait et le Kwaraha (Fig.I.15). Une série de maars et de cratères explosifs près de Basotu ont été identifiés sur le plateau de Mbulu. Ces 30 cratères sont alignés avec les failles normales et sont composés essentiellement de tufs carbonatés (Downie et Wilkinson 1962) et de fragments de roches cratoniques.
Le volcan Hanang (4°27’S 35°24’E) se situe au sud du bassin de Manyara, à la bordure de l’escarpement du rift et du craton tanzanien. L’épaisseur de la lithosphère sous le Hanang est estimée à 140 km (Craig et al. 2011). Le Hanang s’est mis en place sur un socle composé de roches granitiques précambriennes (Thomas 1966). Ce volcan est composé d’agglomérats, de tufs néphélinitiques, de tufs carbonatés et de néphélinites. Les coulées de
néphélinites et de tufs ‘carbonatitiques’ sont inter-stratifiés sur le flanc nord-ouest du volcan, proche du lac Balangida (Dawson 2008). Ce volcan a été actif au quaternaire entre 1,5 ± 0,3 Ma et 0,9± 0,2 Ma (Bagdasaryan et al. 1973, datation par la méthode K-Ar). Des études préliminaires basées sur l’analyse des éléments majeurs des laves suggèrent que: (1) le Hanang fait partie des volcans les plus récents avec l’Oldoinyo Lengai et le Kerimasi et que
33
ces 3 volcans résultent d’un magmatisme riche en éléments volatils (Dawson 2012) (2) l’existence d’une interaction entre des laves silicatées et carbonatées (Nonnotte 2007).
Le volcan Labait (4°34’12”, 35°26’04”) est un cône volcanique constitué de mélilitites à olivine (Dawson et al. 1997) qui se situe à 10 km au sud du Hanang. On note la présence de nombreux types de xénolithes mantelliques : des harzburgites à phlogopite-spinelle, des lherzolites et harzburgites à grenat, et des dunites (Lee and Rudnick 1999, Koornneef et al. 2009). Les péridotites ont de faibles teneurs en eau (< 40 ppm H2O), une vitesse de remontée rapide (4 – 28 m∙s-1) et sont inclus dans des mélilitites pauvres en eau (Hui et al. 2015). L’activité volcanique du Labait a été datée indirectement par la méthode U-Pb sur zircon métasomatique (0,4 ± 0,2 Ma, Rudnick et al. 1999) dans une péridotite. Les mélilitites du Labait ont des signatures isotopiques proches de celles des cratons (Aulbach et al. 2008, MacDonald et al. 2001).
Le volcan Kwaraha (4°13’45”, 35°48’53”) est constitué de laves, de tufs et d’agglomérats de composition néphélinitiques (Dawson et al. 1997, Paslick et al. 1996). Une coulée de lave de calciocarbonatite a été trouvée sur le flanc du volcan (Dawson 2008). De petits cônes volcaniques et des cratères explosifs se sont mis en place tout autour de l’édifice principal. Les petits cônes volcaniques ont des compositions néphélinitiques (i.e. Sora hill, Haindadonga; Dawson et al. 1997). Comme le Hanang et le Labait, le volcan Kwaraha était actif lors du quaternaire (1,5 – 0,7 Ma, Bagdasaryan et al. 1973).
I.IV Problématique
Le rifting et le volcanisme dans le REA sont liés à la présence d’un point chaud qui aurait une origine profonde associé au superpanache de l’Afrique du Sud. Dans la divergence nord-tanzanienne, où la rupture continentale est à son stade le plus précoce, deux zones distantes de seulement ~ 150 km (Natron et Manyara) présentent des styles de déformation et de volcanisme différents. Le bassin de Manyara est caractérisé par la présence de 2 centres volcaniques hyperalcalins (Hanang et Kwaraha) (< 1,5 Ma) et d’un essaim sismique dans la croûte inférieure (20 – 40 km) qui pourrait être liée à la circulation de fluide en profondeur (Albaric et al. 2010, 2014). La déformation de la croûte et la propagation de la rupture continentale pourraient être facilitées par la percolation de magmas et de fluide. La caractérisation chimique des magmas qui percolent dans la zone d’initiation du rift est nécessaire pour comprendre le mode de déformation et le fonctionnement de la rupture continentale. Cette thèse se focalise sur la signature géochimique des laves du bassin de Manyara, leurs conditions pré-éruptives (éléments volatils, état oxydation) et sur les conditions de fusion partielle. La caractérisation géochimique des laves de Manyara a été réalisée afin de contraindre les processus magmatiques liés à la genèse des magmas alcalins et des carbonatites associées dans une zone d’initiation de rift. Par ailleurs, cette thèse s’inscrit dans le projet CoLiBrEA qui a pour but d’identifier les interactions entre le magmatisme, les structures héritées et la sismicité actuelle afin de mieux comprendre les processus à l’origine de la rupture continentale.
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Le chapitre II présente l’échantillonnage réalisé lors de 2 missions de terrain ainsi que les différentes méthodes utilisées pour les analyses des laves en roche totale, des minéraux et des inclusions vitreuses.
Le chapitre III aborde la composition des laves primaires de la zone méridionale de la divergence nord-tanzanienne (bassin de Manyara) afin de pouvoir caractériser la source et l’environnement de cristallisation des laves alcalines en zone d’initiation de rift.
Le chapitre IV correspond à l’étude des laves du volcan Hanang. Une première étude (IVA), publié dans Contributions to Mineralogy and Petrology, se focalise sur les
caractéristiques minéralogiques, pétrologiques et géochimiques afin de contraindre les processus magmatiques à l’origine de la formation de ces laves. Une deuxième étude (IVB) se focalise sur l’étude des inclusions vitreuses et a pour but de déterminer les concentrations en volatils, les conditions pré-éruptives et de discuter du processus d’immiscibilité au sein des magmas alcalins.
III
Différenciation magmatique
IVA
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Le chapitre V présente l’étude préliminaire réalisée sur l’état d’oxydation des laves du Hanang et de la zone d’initiation du rift. Pour contraindre les conditions redox, une approche multi-méthodes a été utilisée, avec des analyses XANES sur les inclusions vitreuses et les minéraux (Hanang & Kwaraha) et des analyses Mössbauer sur les roches totales et minéraux séparés.
La divergence nord-tanzanienne (DNT) est la zone d’initiation de la rupture continentale du rift est-africain (REA). Elle est constituée de 2 axes volcano-tectoniques: l’axe est-ouest composé de laves alcalines et l’axe nord-sud, de laves hyperalcalines. Le chapitre VI présente les caractéristiques volcaniques de la DNT, par types, âges et localisation géographique. Afin d’avoir une meilleure compréhension de l’initiation de la rupture continentale, il est important de lier le volcanisme aux contraintes structurales (e.g. données tectoniques et géophysiques). La relation temporelle entre les activités tectoniques et magmatiques est un enjeu majeur pour comprendre le fonctionnement de la rupture continentale.
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Chapitre II. Échantillonnage et méthodes analytiques
Ce chapitre présente l’échantillonnage réalisé lors de 2 missions de terrain ainsi que les différentes méthodes utilisées pour les analyses des laves en roche totale, des minéraux et des inclusions vitreuses.
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II.I Échantillonnage
Les échantillons ont été collectés lors de deux campagnes de terrain (décembre 2013 et février 2015). L’objectif de ces deux campagnes était d’échantillonner les différents types de laves qui se trouvent dans le bassin de Manyara. Contrairement aux laves du nord de la divergence nord tanzanienne (i.e. bassin du Natron, Oldoinyo Lengai, Kilimandjaro), les laves du bassin de Manyara ont été peu étudiées (voir section I.III.3). L’échantillonnage s’est fait en priorité dans le bassin de Manyara (axe N-S), et pour quelques volcans du nord de la divergence nord-tanzanienne (axe E-O, voir Fig.II.1) (résultats en annexe B), afin de pouvoir comparer les laves en fonction de leur types et de leur localisation géographique. Un repérage des affleurements a été effectué à partir des cartes géologiques 1:125000 fournies par ‘Tanzania Mineral Resources Division’ afin que l’échantillonnage soit bien représentatif des différents types de laves présents sur la zone. L’échantillonnage de certaines parties des volcans (e.g. sommet du Kwaraha) a été impossible à cause de la végétation abondante (zone tropicale), du terrain accidenté et de la faune locale (e.g. lions, hyènes). En bilan de ces deux missions, 67 échantillons (>150 kg) ont été collectés, incluant des laves silicatées, des carbonatites, des tufs et des xénolites mantelliques (Fig.II.1, coordonnées GPS des échantillons dans l’annexe B).
Les volcans échantillonnés de l’axe N-S sont le Kwaraha, le Hanang et le Labait (bassin de Manyara) et le volcan Oldoinyo Lengai (bassin de Natron) (Fig.II.1). Les volcans échantillonnés de l’axe E-O sont le Ngorongoro, l’Essimingor, le Burko, le Monduli et l’Olmani (Fig.II.1).
Fig.II.1 : Carte du nord de la
Tanzanie avec la localisation des stations sismiques, magnéto-telluriques, GPS et gravimétriques de l’AnR CoLiBrEA et des stations sismiques NSF CRAFTI. Les échantillons de laves sont symbolisés par des losanges roses. Volcans de l’axe N-S : Ol Oldoinyo Lengai, Kw Kwaraha, Han Hanang, Lab Labait, Bas Basotu. Volcans de l’axe E-O : Ngo Ngorongoro, Ess Essimingor, Bur Burko, Mon Monduli, Olm Olmani.
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Une étude au microscope optique sur 50 lames minces a été réalisée afin de sélectionner les échantillons pour les analyses des minéraux in situ, et déterminer la texture, l’assemblage minéralogique et les proportions modales des laves (annexe B). Le microscope a également été utilisé pour repérer les sulfures (en lumière réfléchie) (annexe B) et les inclusions vitreuses.
II.I.1 Volcans de l’axe nord-sud II.I.1.1 Le Volcan Kwaraha
Les échantillons du Kwaraha (Kw2 à Kw12) proviennent chacun d’un petit cône volcanique autour de l’édifice principal (Fig.II.2) L’échantillon Kw1, provient quant à lui, d’une coulée de carbonatite de l’édifice principal (Fig.II.3).
Une carte géologique simplifiée au 1:125000 (Fig.II.2) permet de localiser l’échantillonnage réalisé autour du volcan Kwaraha (sommet à 2225 m) et de la ville de Babati. La Fig.II.4 met en évidence le type d’affleurement (e.g. cône parasitique Kw3) que l’on peut trouver autour du volcan Kwaraha.
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Fig. II.3 : Photo
d’affleurement de l’échantillon Kw1. L’échantillon est une carbonatite qui affleure sous la forme d’une coulée près de l’école de Gallapo (S4°16.55, E35°50.75).
Fig. II.4: Photo à
plusieurs échelles d’affleurement de Kw3 (22 vol % de
41 II.I.1.2 Le Volcan Hanang
Le volcan Hanang (sommet à 3420 m) est composé de coulées de laves néphélinitiques ainsi que de tufs (Fig.II.5). Ce volcan se situe à 10 km à l’est de l’escarpement principal du rift (200 m de dénivelé), au niveau de la faille normale du lac Balangida (N63°).
Les échantillons ont été collectés sur les pentes du volcan (Fig.II.6 et II.7) dans des coulées de laves (e.g. Han11 et Han13) ou sous forme de blocs basculés (e.g. Han7). Les tufs (Han10 et Han12) ont été collectés entre les coulées.
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Fig.II.6 : Photos du volcan Hanang et des affleurements et laves Han2 (11 vol % de phénocristaux) et
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Fig. II.7: Photos montrant la relation stratigraphique entre un tuf carbonatitique (Han10) et une
néphélinite (Han11, 35 vol % de phénocristaux).
II.I.1.3 Le Volcan Labait
Le Labait est un cône parasitique au sud du volcan Hanang (10 km au sud, Fig.II.5). Les échantillons (laves et xénolites) ont été collectés sur les pentes du volcan.
44 II.I.1.4 Le Maar de Basotu
L’échantillon ‘Basotu’ (Bas1) est un tuf qui provient de l’ensemble ‘maar de Basotu’ sur le plateau de Mbulu (voir Fig.II.1 pour la localisation de Basotu). Les maars sont alignés selon un axe N30°, et sont parallèles aux failles normales de la zone (Fig.II.9). Les tufs contiennent des blocs pyroclastiques (Fig.II.10) de granitoïde et de quartzite archéens qui constituent le craton Tanzanien. Les roches des maars de Basotu sont des tufs à matrice calcaire (Fig.II.10) et constitués de clastes de clinopyroxènes et de phlogopites.
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Fig. II.10 : Photo du maar de Basotu et de l’affleurement Bas1 constitué de tuf et de blocs
pyroclastiques cratoniques, ainsi que des photos de lame mince.
II.I.1.5 L’Oldoinyo Lengai et le bassin de Natron
Les échantillons collectés à quelques km du lac Natron sont un échantillon de tuf (OL1, cratère de Kisete) et de lave (OL2, cône au nord de Loolmurwak) provenant de cônes et cratères parasitiques autour de l’Oldoinyo Lengai. Les échantillons OL3 (natrocarbonatite), et OL3x, OL4 (xénolites) proviennent de la coulée carbonatitique de 2007 sur le flanc SW de l’Oldoinyo Lengai (pétrographie et géochimie des échantillons en annexe C).
